鄭永光 陳炯

1.國家氣象中心, 北京 100081; 2.中國氣象局地球系統(tǒng)數(shù)值預(yù)報中心, 北京 100081;? E-mail: zhengyg@cma.gov.cn

地球大氣層發(fā)生著大量不同尺度的對流活動,對維持大氣中熱量、水分和動量的平衡具有極其重要的作用。但是, 強對流天氣因其強度大、突發(fā)性強等特點, 常常導(dǎo)致嚴重的災(zāi)害。2015年6月1日,強下?lián)舯┝鲗?dǎo)致“東方之星”客輪翻沉, 造成 442 人遇難[1–2]。2016年6月23日, 江蘇阜寧 EF4 級龍卷風(fēng)造成 98人死亡, 800 多人受傷[3]。2021年4月30日、5月10日、5月14日、6月25日和7月1日 ,

多次強雷暴大風(fēng)或強龍卷風(fēng)天氣過程導(dǎo)致幾十人遇難 。 2021年7月20日 , 河南極強暴雨導(dǎo)致398人(其中鄭州 380 人)遇難[4]。2016年和 2021年都是強對流天氣災(zāi)害非常突出的年份[5]。因此, 非常有必要進一步深入認識這類天氣的發(fā)生、發(fā)展過程和機理。其中, 深厚濕對流(deep moist convection, DMC)的觸發(fā)是最重要的難點之一, 判識觸發(fā) DMC 的最重要環(huán)境因素就是識別低層大氣的輻合抬升及其強度[6], 這也是強對流天氣臨近預(yù)報的關(guān)鍵。

很多中尺度氣象學(xué)的教科書中都有大篇幅的DMC 相關(guān)內(nèi)容, 也有大量相關(guān)的學(xué)術(shù)文獻。但是,目前對大氣中廣泛存在的對流活動的描述和總結(jié)存在很多不足。雖然文獻[7–12]對 DMC 觸發(fā)的相關(guān)研究進展進行了綜述, 但仍有一些問題需要進一步明確, 如重力波的觸發(fā)作用、中國干線的形成機制以及不同機制的共同作用等。因此, 本文首先梳理大氣對流和 DMC 的定義和特點, 然后分析和總結(jié)DMC 觸發(fā)機制作的研究進展。

1 大氣對流和深厚濕對流

1.1 大氣對流

大氣對流指由浮力導(dǎo)致的以垂直方向為主的大氣運動, 造成大氣屬性的垂直傳輸和混合。Emanuel[13]指出, 對流是重力作用于不穩(wěn)定大氣造成的,但傾斜對流是例外, 它是由重力和地球離心加速度共同驅(qū)動, 也就是大氣層存在對稱不穩(wěn)定或條件對稱不穩(wěn)定。

根據(jù)作用因子的不同, 大氣中的對流可分為熱對流(浮力驅(qū)動)和強迫對流(通常是浮力和動力共同驅(qū)動)。2022年1月湯加火山爆發(fā)產(chǎn)生的對流為典型的強迫對流, 產(chǎn)生大量閃電。浮力驅(qū)動的對流又稱為自由對流、重力對流或豎直對流, 也直接簡稱為對流。自由對流是僅由流體內(nèi)部密度差異引起的運動; 強迫對流是由外力引起的運動, 如大尺度的地表不規(guī)則引起的偏轉(zhuǎn)、流體邊界摩擦引起的湍流, 或任何外部施加的壓力梯度引起的運動等。自由對流和強迫對流有時會同時發(fā)生。

根據(jù)有無水汽凝結(jié)過程相伴隨, 又可分為濕對流和干對流, 科學(xué)研究和天氣預(yù)報業(yè)務(wù)中關(guān)注的幾乎都是濕對流。根據(jù)垂直尺度的差異, 對流又可分為淺對流和深對流。淺對流是指尺度遠小于 10 km(通常為 1~3 km)的垂直對流運動, 近地層的熱對流、淡積云和信風(fēng)積云等均是淺對流。深對流指尺度為 10 km 左右的垂直對流, 發(fā)展旺盛的濃積云和積雨云一般都為深對流, 也就是 DMC。

1.2 淺薄濕對流

從底部加熱水平金屬板上的流體薄層, 當(dāng)溫度梯度超過某臨界值時, 流體會突然出現(xiàn)對流圖案結(jié)構(gòu); 當(dāng)流體為自由上表面時, 會出現(xiàn)六角形格子狀的對流胞; 當(dāng)有平板約束流體上表面時, 則呈現(xiàn)為兩兩相背旋轉(zhuǎn)的滾筒狀對流。這種對流現(xiàn)象就是貝納德對流(Bénard convection) , 又稱為瑞利–貝納德對流(Rayleigh-Bénard convection)。大氣中會形成類似貝納德對流的淺對流積云, 它們屬于淺薄濕對流。圖1 展示類似貝納德對流的大氣中的淺對流,包括晴空積云(圖1(a))、中尺度胞狀對流(圖1(b)和(c))以及水平對流卷(圖1(b))等。

大氣中的淺對流積云又稱為中尺度淺對流[14],它們發(fā)生在行星邊界層內(nèi), 呈現(xiàn)為兩大類。第一類形態(tài)為對流胞, 常稱為中尺度胞狀對流, 通常發(fā)生在海洋上空, 其又分為閉合對流胞(圖1(b)和(c))和開口對流胞兩種。第二類形態(tài)為滾筒狀對流(圖1(b)), 也稱為水平對流卷或云街[14–15], 海洋和陸地都可發(fā)生。還有一類不常見的中尺度胞狀對流, 也稱為輻射狀云(圖1(c)), 外觀為中心向外的輻射狀,其成因還不清楚。

圖1 類似貝納德對流的大氣中的淺對流Fig.1 Shallow convection in the atmosphere similar to Bernard convection

海洋上的層積云通常鑲嵌著中尺度胞狀對流云。層積云是全球最常見的云類型, 每年平均覆蓋約 20%的地球表面(海洋表面的 23%和陸地表面的12%)[16–17], 是發(fā)生在邊界層內(nèi)的低云, 經(jīng)常是在大范圍下沉和對流層低層強靜力穩(wěn)定條件下形成。層積云是由云頂紅外輻射冷卻和潛熱釋放共同作用所致的對流云, 屬于淺對流, 經(jīng)常產(chǎn)生毛毛雨形式的降水[18]。

水平對流卷的長度為 20~200 km, 寬度為 2~10 km, 閉合對流胞和開口對流胞的直徑為 10~40 km。水平對流卷的垂直厚度為 2~3 km, 對流胞的垂直厚度則為 1~3 km[14]。開口對流胞通常與較大型的積云相關(guān), 其中心為下沉氣流, 通常發(fā)生在冷空氣爆發(fā)期間海氣溫差最大的地方。冬季冷空氣爆發(fā)期間, 當(dāng)大陸冷空氣經(jīng)過相對溫暖的海洋時, 衛(wèi)星圖像上經(jīng)常會觀察到這種現(xiàn)象: 初始先形成水平對流卷, 然后演變成開口對流胞, 再進一步演化為閉合對流胞。

淺對流的不同組織形態(tài)是因為邊界層中垂直風(fēng)切變不同的緣故。水平對流卷發(fā)生在中等垂直風(fēng)切變(1~10 m/(s·km))環(huán)境中, 而閉合對流胞和開口對流胞發(fā)生在 0 或很小的垂直風(fēng)切變(< 2 m/(s·km))環(huán)境中[14]。

Cotton 等[15]將水平對流卷產(chǎn)生的機理歸結(jié)為 3種不穩(wěn)定: 拐點不穩(wěn)定、平行不穩(wěn)定和熱力不穩(wěn)定,其中拐點不穩(wěn)定和平行不穩(wěn)定都是動力不穩(wěn)定。拐點不穩(wěn)定指如果邊界層垂直風(fēng)廓線出現(xiàn)拐點, 將導(dǎo)致一種動力不穩(wěn)定。平行不穩(wěn)定指邊界層具有按?？寺€變化的風(fēng)廓線, 該不穩(wěn)定依賴于沿滾軸的切變、科氏力效應(yīng)和黏滯性, 但與熱力不穩(wěn)定無關(guān);對流卷會從平行于這些云帶的風(fēng)場分量中獲取發(fā)展能量; 大多數(shù)研究認為平行不穩(wěn)定的作用是次要的[14,19]。

水平對流卷的方向可能沿著垂直風(fēng)切變方向,也可能垂直于垂直風(fēng)切變方向。當(dāng)邊界層大氣弱穩(wěn)定或弱不穩(wěn)定, 而垂直風(fēng)切變較強時, 對流卷的方向會垂直于垂直風(fēng)切變方向; 當(dāng)邊界層大氣很不穩(wěn)定時, 對流卷的方向會沿著垂直風(fēng)切變方向[15,20]或沿著平均風(fēng)方向, 此時邊界層內(nèi)常常具有相同風(fēng)向,且風(fēng)速較大。邊界層大氣中的水平對流卷大多沿著垂直風(fēng)切變方向, 原因是大氣邊界層底部通常存在很強的加熱(如太陽強短波輻射加熱陸地以及冷空氣流動到溫暖的洋面上等), 產(chǎn)生很不穩(wěn)定的熱力層結(jié)。

由于受到大氣層結(jié)的抑制, 水平對流卷通常難以單獨地直接演變?yōu)?DMC, 但如果與邊界層輻合線或者雷暴出流邊界相遇, 則可能觸發(fā) DMC。此外, 還需要注意水平對流卷與地形重力波所致波狀云的差別, 重力波形成的波狀云總是平行于地形的走向, 并與平均風(fēng)方向垂直。

1.3 深厚濕對流和強對流天氣

雷暴通常指伴有雷電的 DMC, 但是很多文獻中泛指所有 DMC 現(xiàn)象。需要指出的是, 部分積雨云(即 DMC)并不產(chǎn)生雷電活動, 因此 Doswell Ⅲ[21]和Markowski 等[22]都建議使用“深厚濕對流”這個術(shù)語來替代“雷暴”。需要注意的是, 氣象學(xué)中還把雷鳴和閃電等天氣現(xiàn)象稱為雷暴[23]; 中國《地面氣象觀測規(guī)范》[24]中規(guī)定, 聞雷即記為雷暴天氣。

DMC 的發(fā)生通常需要不穩(wěn)定、水汽和抬升觸發(fā) 3個條件[21]。如果觸發(fā)機制在地面附近, 生成的深厚濕對流稱為“地基對流(surface based convection)”(也稱為地基雷暴)。不過, 其實際觸發(fā)機制在邊界層, 因此也稱為基于邊界層的對流(boundarylayer based convection)。如果觸發(fā)機制在近地層以上, 也就是邊界層以上, 生成的深厚濕對流則稱為“高架對流” (也稱為高架雷暴)。有時, 對于大氣中空氣塊的垂直位移是穩(wěn)定的, 同時水平位移是慣性穩(wěn)定的, 但傾斜位移則可能產(chǎn)生不穩(wěn)定, 由此會導(dǎo)致傾斜對流的發(fā)生和發(fā)展。

傳統(tǒng)上, 也將不太強的濕對流系統(tǒng)稱為雷暴或者普通雷暴, 而將比較強的濕對流系統(tǒng)稱為對流風(fēng)暴(convective storm), 或強對流風(fēng)暴, 或強雷暴, 或強風(fēng)暴。普通雷暴是以常見的閃電、雷鳴、陣風(fēng)和陣雨為基本天氣特征的雷暴, 強雷暴是伴隨強降雨、大風(fēng)、冰雹和龍卷風(fēng)等劇烈天氣現(xiàn)象(也就是強對流天氣)的雷暴。有些文獻中把對流風(fēng)暴和雷暴這兩個術(shù)語通用, 很多文獻中把深厚濕對流簡稱為對流或?qū)α骰顒印?/p>

強對流天氣的定義沒有普適的和嚴格的科學(xué)標準, 具有一定的主觀隨意性, 但總體來講, 強對流天氣更易導(dǎo)致災(zāi)害。中國中央氣象臺定義的強對流天氣指出現(xiàn)直徑≥ 5 mm 的冰雹, 或≥ 17 m/s (或 8 級)的雷暴大風(fēng), 或龍卷風(fēng), 或≥ 20 mm/h 的短時強降水中任意一種天氣或其中幾種天氣的組合[8]。目前,美國定義的強對流天氣指出現(xiàn)直徑≥ 25 mm (1 in)(2010年以前的定義為 3/4 in, 即約 19 mm)的冰雹,或≥26 m/s 的雷暴大風(fēng), 或龍卷風(fēng)中任意一種天氣或其中幾種天氣的組合[8]。其中, 美國將直徑≥51 mm (2 in)的冰雹, 或≥ EF2 級的龍卷風(fēng), 或≥ 33 m/s的雷暴大風(fēng)中任意一種天氣或者其中幾種天氣的組合定義為重大(significant)強對流天氣[8]。

綜合中國和美國強對流天氣的定義、美國重大強對流天氣的定義、中國強對流天氣的氣候分布特征以及中國強對流天氣預(yù)報業(yè)務(wù)實踐, 中國重大強對流天氣的定義是小時雨量≥ 50 mm 的短時強降水,或直徑≥ 20 mm 的冰雹, 或≥ 25 m/s (或 10 級)的雷暴大風(fēng), 或 EF2 級(陣風(fēng)可達 50 m/s 以上)及以上級別的龍卷風(fēng)[9]。

強對流天氣是小概率事件, 重大強對流天氣的發(fā)生概率更低, 具有局地性強、持續(xù)時間短、易致災(zāi)等特點。雖然我國已經(jīng)完成較完備的業(yè)務(wù)觀測體系布設(shè), 但難以全面監(jiān)測這類天氣及其強度的問題依然存在, 災(zāi)害現(xiàn)場調(diào)查和其他觀測信息仍是現(xiàn)有監(jiān)測網(wǎng)絡(luò)的必要補充[9]。

2 深厚濕對流觸發(fā)機制

2.1 概述

深厚濕對流觸發(fā)過程即是很多文獻中給出的對流初生過程。對流初生(convective initiation, CI)也稱為雷暴初生或風(fēng)暴初生, 嚴謹?shù)姆Q呼為 DMC 初生或 DMC 生成, 通常指衛(wèi)星云圖上對應(yīng)天氣雷達第一次檢測到的由對流云產(chǎn)生的反射率因子≥ 35 dBZ的像元[25]。在雷達氣象研究中, 對流初生指初次探測到高空降水粒子。Bluestein[20]認為對流初生就是對流云發(fā)展到對流層上層的過程。如果空氣塊達到自由對流高度后, 上升時浮力的增加速度大于由于環(huán)境空氣的夾卷而減少浮力的速度, 那么空氣塊就有很大的機會到達對流層的上層, 從而形成初生 DMC。另一方面, 如果空氣塊浮力的增加速度小于夾卷引起的浮力的減少速度, 那么空氣塊可能無法到達對流層上層, 從而無法形成 DMC。

Johnson 等[26]把觸發(fā) DMC 的中尺度過程劃分為局地過程、平移過程和動力過程 3 類。局地過程包括邊界層熱泡環(huán)流、地形作用(包括地形抬升、地形熱力強迫、地形障礙作用或空氣動力學(xué)作用等)以及地表感熱或潛熱通量的不連續(xù)作用, 平移過程包括邊界層輻合線及其相互作用, 動力過程包括密度流、波動和水平對流卷等。需要指出的是, 水平對流卷不僅是動力過程, 也與邊界層的熱力不穩(wěn)定密切相關(guān)。需要說明的是, 這些中尺度過程會在觸發(fā)DMC前先改變大氣邊界層的溫濕狀況[26]。

Wilson 等[27]發(fā)現(xiàn), 2002年美國 IHOP 試驗期間高架對流大多由 900~600 hPa 的輻合和匯流觸發(fā)。中國高架對流的觸發(fā)條件是 850~700 hPa 附近的切變線[28–29]。傾斜對流的觸發(fā)通常比垂直對流容易,只要對流層深層大氣達到飽和, 且具備對稱不穩(wěn)定條件, 很小的抬升就可以導(dǎo)致其觸發(fā), 其中暖平流以及鋒生過程導(dǎo)致的直接熱力環(huán)流的上升支是最常見的觸發(fā)機制[30–31]。

大氣近地面層的水汽輻合抬升是地基對流的觸發(fā)機制, 包括邊界層輻合線(有時直接稱為邊界)以及輻合線相遇–相交–相互作用、地形分布(山脈抬升、上坡風(fēng)和喇叭口地形等)和重力波[7]等都可能是 DMC 的觸發(fā)機制。需要指出的是, 能夠觸發(fā)DMC 的大氣輻合產(chǎn)生的上升運動需要達到 1 m/s的量級。Lock 等[6]認為, 低層大氣的輻合抬升是判識對流初生和非對流初生最重要的環(huán)境因素。

雖然經(jīng)常使用觸發(fā)一詞來描述 DMC 的生成過程, 但實際上這個過程需要一定的時間, 并非在極短的時間內(nèi)完成。地面輻合的出現(xiàn)通常比 DMC 的形成提前 15~90 分鐘[32]。邊界層輻合除產(chǎn)生上升運動外, 其重要作用還包括加深濕層, 形成有利于深對流發(fā)展的區(qū)域[33]。對流有效位能(convective available potential energy, CAPE)和對流抑制能量(convective inhibition, CIN)都對抬升氣塊的溫濕狀態(tài)比較敏感[9], 對流層低層的加熱、增溫和加濕都有利于 CAPE 增加, CIN 減小。

DMC 更易發(fā)生在 CIN 較小, 而 CAPE 不一定最大的區(qū)域[34–35]。Wu 等[36]對 2015年5月20日華南特大暴雨個例的分析結(jié)果表明, 導(dǎo)致該個例發(fā)生發(fā)展的中尺度邊界并不深厚, 僅為 250~500 m, 但由于環(huán)境大氣的 CIN 很小, 自由對流高度(level of free convection, LFC)很低, 使得該淺薄邊界造成的抬升觸發(fā)新的對流。不僅不同抬升高度氣塊的 CAPE 常常不同, 而且不同抬升高度氣塊的 CIN 也常常不同。在 Luo 等[37]分析的一個梅雨鋒暴雨個例中, 消亡的對流系統(tǒng)殘留的邊界層冷池對新對流系統(tǒng)的發(fā)展起到重要的觸發(fā)和維持作用, 就與冷池頂部(距地面約 1 km 高度)氣塊具有較大的 CAPE 和 CIN 接近零密切相關(guān)。

邊界層輻合線包括天氣尺度鋒面、陣風(fēng)鋒、干線和力管環(huán)流(如海陸風(fēng))形成的輻合線、水平對流卷等。Purdom[38–39]很早就指出, 邊界層輻合線對雷暴形成有重要作用。這些邊界經(jīng)常在衛(wèi)星圖像上以積云線的形式呈現(xiàn)[40], 新一代多普勒天氣雷達通常也能夠監(jiān)測到這些輻合線[32]。

雖然水平對流卷難以單獨直接演變?yōu)?DMC,但也有部分水平對流卷能夠單獨直接發(fā)展為 DMC,尤其在較潮濕的 CIN 較小的區(qū)域。Weckwerth[35]發(fā)現(xiàn), 小尺度的濕度變化對美國佛羅里達半島的水平對流卷單獨發(fā)展成 DMC 有重要作用。

中尺度強迫上升氣流也是 DMC 的觸發(fā)機制之一。一個典型的例子是中尺度對流渦旋(mesoscale convective vortex, MCV)與環(huán)境垂直風(fēng)切變相互作用產(chǎn)生的中尺度強迫上升運動[41]。在 MCV 下切變方向的對流層, 較低層的空氣會產(chǎn)生上升運動, 高溫高濕的低空急流(low-level jet, LLJ)與準靜止鋒面相遇也可能觸發(fā) DMC, 尤其是夜間 LLJ 與準靜止鋒的相互作用, 可以解釋在美國中部暖季觀測到的大量夜間 MCS 的發(fā)展或持續(xù)[41]。我國華北、長江中下游和華南等地區(qū), 初夏或盛夏的夜間都可能出現(xiàn)邊界層急流, 最大風(fēng)速通常出現(xiàn)在 1 km 以下高度。Chen 等[42]發(fā)現(xiàn)在存在向岸低空急流的情形下, 沿珠江三角洲海岸線的海陸摩擦差異可明顯地增加沿岸 DMC 的發(fā)生頻率。需要說明的是, 海陸摩擦差異實際上是海陸邊界層湍流摩擦差異。

地形分布產(chǎn)生的輻合抬升也是觸發(fā) DMC 的重要機制, 既包括機械抬升作用, 也包括其產(chǎn)生力管環(huán)流時形成的輻合線。地形還可能產(chǎn)生空氣動力學(xué)作用或障礙作用(如阻塞、繞流和重力波作用等),有利于觸發(fā)DMC[11,26]。

2.2 力管環(huán)流及其所致輻合線

力管環(huán)流是由斜壓強迫的一大類熱力直接環(huán)流, 包括海陸風(fēng)或湖陸風(fēng)、山谷風(fēng)和熱島效應(yīng)等環(huán)流及其所致輻合線, 是由不同的地表加熱作用所致。影響地表加熱作用的因素有多種, 包括傾斜或不規(guī)則的地形、陸地與水體的差異、陸地表面差異(如植被差異)、土壤濕度的水平梯度以及云量的空間變化等。

海風(fēng)一般在地方時 08:00 開始發(fā)展, 到下午可以進入內(nèi)陸幾十公里(渤海灣的海風(fēng)鋒深入內(nèi)陸可達 70 km), 熱帶低緯度地區(qū)的海陸風(fēng)環(huán)流更明顯。海風(fēng)向內(nèi)陸推進具有明顯的鋒面性質(zhì), 屬于密度流。海岸線的走向不同, 會形成不同風(fēng)向的海風(fēng),而有利于產(chǎn)生海風(fēng)輻合的海岸線走向更容易觸發(fā)DMC, 如中國遼東半島、山東半島、上海、華南沿海和海南島以及美國佛羅里達半島等。一般情況是, 在晴朗的天氣情況下, 地面形勢處于鞍形場中或在均壓場的控制下, 渤海灣海風(fēng)鋒容易被雷達探測到[43]。

Pielke[44]和 Taylor[45]發(fā)現(xiàn), 土壤濕度或不同的地表覆蓋(比如不同的植被)空間分布差異導(dǎo)致的熱力環(huán)流類似海陸風(fēng)或湖陸風(fēng)輻合線, 在某些有利條件下會觸發(fā)和增強 DMC。Klein 等[46]從非洲 Sahel地區(qū)上空衛(wèi)星圖像觀測的數(shù)千場對流風(fēng)暴中發(fā)現(xiàn),MCS 核心位于不小于 200 km 寬的干燥區(qū)域的下游一側(cè), 干燥的土壤區(qū)域通過空氣輻合、增加不穩(wěn)定性以及垂直風(fēng)切變等作用來加強 MCS, 這種作用在下午到傍晚的過渡時段尤其顯著。Wang 等[47]發(fā)現(xiàn)亞馬遜地區(qū)的淺對流云容易出現(xiàn)在森林被砍伐的區(qū)域; 深對流云雖然發(fā)生頻率比淺對流云少得多, 但更多地發(fā)生在森林覆蓋區(qū)域。

2.3 密度流

大氣中常見的密度流除海風(fēng)鋒外, 還有地面冷鋒和陣風(fēng)鋒, 干線有時也呈現(xiàn)密度流的性質(zhì)。密度流又稱為重力流, 指因密度差異由重力作用引起的流體靜壓力使得密度較大的流體侵入較輕流體的下面。密度流不是波動。

對流風(fēng)暴的出流邊界將對流風(fēng)暴下沉氣流產(chǎn)生的蒸發(fā)冷卻空氣與周圍的暖空氣分開。當(dāng)出流邊界較強, 像密度流時, 常被稱為陣風(fēng)鋒。與冷鋒不同,沿著出流邊界通常不伴隨氣壓槽。

Shapiro 等[48]認為地面冷鋒是密度流, 非常接近零級不連續(xù)面。但是, 并不是所有地面冷鋒都是密度流, 這與冷暖空氣的對比相關(guān)?，F(xiàn)在通常認為,冷鋒在地表最強, 隨高度迅速減弱; 鋒區(qū)為靜力穩(wěn)定的層結(jié), 高空鋒區(qū)會向鋒后較冷的空氣一側(cè)傾斜;由于暖空氣會被夾卷進近地面鋒區(qū), 因此鋒面不是物質(zhì)面[49]。并不是所有冷鋒都具有溫度下降、風(fēng)向轉(zhuǎn)變和氣壓槽特征, 2012年7月1日中國北方觸發(fā)對流的冷鋒就沒有典型冷鋒的特點。

2012年7月1日, 在冷鋒(由于冷空氣變性, 冷空氣前沿的溫度梯度不顯著, 露點梯度很大, 因此也是干線)的作用下, 內(nèi)蒙古高原東南部區(qū)域觸發(fā) 3個對流云團, 13:30 左右, 其雷達反射率因子超過 35 dBZ (圖2)。需要指出的是, 此冷鋒兩側(cè)露點溫度差異顯著, 呈現(xiàn)明顯的干線特點, 但冷鋒前沿并不冷。其原因是, 冷干氣流經(jīng)過高原或下山時, 在干絕熱下沉和湍流的作用下會顯著升溫[50–51]。

2.4 干線

干線伴隨的輻合是觸發(fā)強對流天氣的機制之一。干線又稱為干鋒或露點鋒, 最初是指出現(xiàn)在美國南部大平原西部地區(qū)的干暖空氣和暖濕空氣之間的邊界, 其干暖空氣來自美國西南部的墨西哥高原,暖濕空氣則來自墨西哥灣。干線的主要特點是兩側(cè)的露點或比濕差異明顯, 而溫度差異較小。

中國東北、華北和黃淮等地同樣存在干線, 其中東北地區(qū)的干線分布最明顯。孫淑清等[52]發(fā)現(xiàn),1985年8月20日形成于北京西部的一條南北走向的γ中尺度干線與對流過程的觸發(fā)密切相關(guān)。鄭永光等[53]使用 2000—2005年美國環(huán)境預(yù)報中心(National Center for Environmental Prediction, NCEP)最終分析資料的平均 975 hPa (代表近地面層)相對濕度①6月, 華北地區(qū)975 hPa的平均位勢高度約為260位勢米, 低于山西、陜西和內(nèi)蒙古等高原地區(qū)的海拔高度。不過, 通過插值的方法, NCEP資料給出這些高原區(qū)域975 hPa的相對濕度。通過對比發(fā)現(xiàn), 這些區(qū)域6月平均975 hPa相對濕度與其近地面層850 hPa的相應(yīng)數(shù)值非常接近。,分析華北地區(qū) 5月和 6月相對濕度的大梯度區(qū), 結(jié)果反映北京及其附近地區(qū)近地面層容易產(chǎn)生干線的氣候背景。王秀明等[50]發(fā)現(xiàn), 多數(shù)情況下, 導(dǎo)致東北地區(qū)龍卷風(fēng)的對流系統(tǒng)是由伴隨地面干線的匯合流場導(dǎo)致的地面附近輻合線觸發(fā)。方祖亮等[54]統(tǒng)計分析了東北地區(qū)(40°—53°N, 115°—135°E) 2003—2017年15年間 5—8月干線的氣象要素和時空分布特征, 結(jié)果表明干線頻發(fā)地為遼寧中西部(其中的西南部最高), 次頻發(fā)區(qū)為通遼附近的科爾沁沙地到吉林中西部平原一帶。

王秀明等[50]指出, 影響東北地區(qū)對流的干線多由越過大興安嶺等山脈的大陸性氣團與平原地區(qū)的偏南暖濕氣流交匯形成。其實, 西北地區(qū)東部的干線[55]與華北地區(qū)有類似的形成過程。冷干氣流經(jīng)過高原或下山時, 干絕熱下沉升溫和湍流混合的共同作用使氣團顯著升溫和變性[51], 與其前方相對濕的氣團相比, 溫差不明顯(有時后方氣團的溫度甚至更高), 而濕度差異顯著(圖2)。

2.5 重力波

大氣涌潮(bore, 又稱暴漲潮, 氣象學(xué)上也稱為氣壓躍(pressure jump), 動力學(xué)上類似水文學(xué)中的水躍(hydraulic jump))和孤立波都屬于重力波, 更易觸發(fā)夜間對流, 尤其是夜間的高架對流。

重力波是地球大氣中普遍存在的波動, 也稱為浮力波(buoyancy wave), 有時也稱為中尺度波動,其最合理的能量來源是垂直風(fēng)切變(K-H 波)和地轉(zhuǎn)調(diào)整過程(不平衡氣流的調(diào)整過程)[56]。這主要是對與急流密切相關(guān)的重力波而言, 還有地形作用、潛熱釋放或 DMC 等產(chǎn)生的重力波。重力波與上升氣流和下沉氣流對相關(guān)。對于重力波的傳播, 雖然波導(dǎo)不是必需的[57], 但對重力波的維持機制極其重要, 它使得重力波的傳播限制在水平方向, 防止垂直傳播導(dǎo)致的能量損失。重力波的波導(dǎo)需要在反射層下方有足夠深厚的穩(wěn)定層, 且反射層的理查森數(shù)小于 0.25[58–59]。Lac等[60]通過熱帶海洋上空紅外亮溫觀測數(shù)據(jù)的自相關(guān)分析, 發(fā)現(xiàn)有些新對流單體會發(fā)生在強對流系統(tǒng)前方幾百公里的位置, 他們認為這是對流激發(fā)的快速模態(tài)(> 15 m/s)重力波向前傳播的激發(fā)作用所致。 Su 等[61]發(fā) 現(xiàn), 2009年6月5日 蘇皖地區(qū)的對流系統(tǒng)產(chǎn)生陣風(fēng)鋒, 形成的重力波與輻合線相互作用, 觸發(fā)新的對流。需要說明的是, 此次重力波過程是通過地面觀測分析確認的, 并沒有在衛(wèi)星圖像或雷達反射率因子上觀測到大氣涌潮。

當(dāng)密度流穿過接近地面的穩(wěn)定層結(jié)大氣時, 通常產(chǎn)生大氣涌潮形式的重力波擾動。大氣涌潮會產(chǎn)生突然的風(fēng)向變化、氣壓驟增和對流層下部降溫的現(xiàn)象, 但不會有明顯的地表氣溫降低, 且常常使得地表空氣變暖, 這是逆溫層上方溫暖的空氣向下湍流混合所致。

大氣涌潮①明槽中的水流從低于臨界水深的急流過渡到高于臨界水深的緩流時發(fā)生的水面局部躍起現(xiàn)象, 通常呈現(xiàn)為湍流。涌潮通常形成于進入河口的較冷海潮從下方切割較溫暖的河水時[59], 其文字記錄可追溯到 11 世紀的中國錢塘江。溫暖的淡水無法壓制向上游涌出的含鹽的較冷海水, 導(dǎo)致涌潮向上游移動, 有時達到數(shù)米的高度。屬于重力內(nèi)波, 類似水體中的水躍。產(chǎn)生大氣涌潮的臨界深度根據(jù)波是否能向上游傳播, 或氣流是否快于所有的波速來定義。在分層氣流中, 當(dāng)密度較低的大氣被高密度的氣流或固體障礙物侵入時, 就會產(chǎn)生與大氣相關(guān)的內(nèi)波; 當(dāng)較輕的大氣不能完全克服高密度的氣流(或固體障礙物)時, 就可能形成大氣涌潮。大氣涌潮可呈現(xiàn)為波狀或湍流狀兩類, 大多數(shù)為波狀。波狀涌潮(undular bore)呈現(xiàn)為多條緊密間隔的地面風(fēng)向變化線, 在雷達觀測圖像上表現(xiàn)為同一方向移動的反射率因子細線波列或衛(wèi)星圖像上的波動狀積云(圖3), 與錢塘江潮(圖3(a))非常類似。在穩(wěn)定的邊界層內(nèi), 大氣涌潮由密度流(如冷鋒、海風(fēng)鋒和陣風(fēng)鋒等)引起, 可以演變?yōu)楣铝⒉ā?/p>

2021年7月14日上午, FY-4A 衛(wèi)星在黃海海面上空觀測到至少 5 條滾軸云(圖3(b)), 是雷暴陣風(fēng)鋒所致的大氣涌潮造成的。類似的現(xiàn)象曾經(jīng)發(fā)生在我國浙江舟山和澳大利亞北部Carpentaria灣, 后者被稱為清晨奇觀(morning glory)[62]。圖3(c)展示的個例為東亞冷鋒產(chǎn)生的大氣涌潮在冷鋒后的東海產(chǎn)生滾軸云[63]。

大氣中的孤立波是一種由有限振幅的單一高程構(gòu)成的重力波, 是非線性作用與色散之間平衡的結(jié)果, 其傳播形式保持不變。非線性作用使得波的速度和振幅增加, 從而使波前(wave front, 即等相位面(surface of constant phase))變陡; 而色散使得波數(shù)增加, 波速減小, 波前變寬。

夜間, 邊界層通常轉(zhuǎn)變?yōu)榉€(wěn)定邊界層, 有利于大氣涌潮和孤立波的形成, 更易觸發(fā)對流。這些重力波自身可以觸發(fā) DMC, 也常與其他系統(tǒng)(如低空急流等)相互作用觸發(fā) DMC[62,64]。

2.6 不同觸發(fā)機制的共同作用

并不是所有輻合線, 也不是輻合線的所有位置都能觸發(fā) DMC。Huang 等[64]利用巴彥淖爾 5年的CC 型雷達資料分析黃河河套地區(qū)邊界層輻合線及其觸發(fā) DMC 的情況, 共識別出 323個邊界層輻合線, 其中觸發(fā) DMC 的只占 44%。方祖亮等[54]發(fā)現(xiàn)東北地區(qū) 286 例干線中, 觸發(fā) DMC 的只占 40%, 干線觸發(fā)的 DMC 一般發(fā)生在濕側(cè)。

輻合線兩側(cè)不同方向氣流水平渦度之間的平衡狀態(tài)是觸發(fā) DMC 的關(guān)鍵因素, 包括輻合區(qū)的上升氣流是否變得更直立、輻合區(qū)是否更深以及是否與輻合線上的中渦旋(mesovortice, 也稱微渦旋(misocyclones))位置一致[33]。這些中渦旋也可能被強上升氣流垂直拉伸并加強, 形成非中氣旋龍卷[65]。

兩條輻合線的相遇–相交–相互作用, 能夠增強近地面空氣輻合, 加強上升氣流, 有利于 DMC 觸發(fā)。即使干線或出流邊界或鋒面的其他地方?jīng)]有DMC, 對流風(fēng)暴也經(jīng)常(肯定不總是)發(fā)生在干線與出流邊界或鋒面的交匯處(有時稱為三重交匯點(triple point)), 這是因為在這些交匯處上升氣流會顯著增強。公衍鐸等[66]和鄭永光等[67]已發(fā)現(xiàn)地面輻合線加強并與其他對流系統(tǒng)的陣風(fēng)鋒輻合線共同作用來觸發(fā)對流的個例。Wakimoto 等[68]分析IHOP_2002 (International H2O Project, 國際水計劃)試驗的部分 DMC 過程后指出, 當(dāng)對流風(fēng)暴的陣風(fēng)鋒與輻合線(冷鋒或干線等)造成的熱力環(huán)流足夠接近(相距 5~15 km)但未“碰撞”時, 兩條輻合線附近浮力的水平梯度導(dǎo)致旋轉(zhuǎn)方向相反的渦管環(huán)流, 使得上升氣流更加直立, 更容易觸發(fā) DMC。

較淺薄邊界層的輻合線需要與天氣尺度的上升運動或盛行氣流相互作用, 或者與大氣低層垂直風(fēng)切變或適當(dāng)?shù)拇髿鉄崃l件(CIN 較小)相配合, 才能有利于對流系統(tǒng)的發(fā)展和維持[8]。Wilson 等[32]指出, 當(dāng)大氣邊界層的風(fēng)向與輻合線移動方向相反,而邊界層以上的風(fēng)向與輻合線移動方向相同時, 對流易于垂直向上發(fā)展, 有利于其加強和維持, 尤其在對流發(fā)展初期。這一現(xiàn)象與大氣的垂直風(fēng)切變密切相關(guān)。

2.7 雷暴出流與干線疊加觸發(fā)DMC個例

2009年6月3日 中 午 到 4日 05:00 (北 京 時 間),山西、河南、山東、安徽北部以及江蘇北部先后出現(xiàn)雷暴大風(fēng)等強對流天氣, 其中 3日下午至前半夜,河南鄭州、開封和商丘以及山東菏澤出現(xiàn)東北-西南走向的強颮線系統(tǒng)。雷暴出流邊界與地面干線輻合線的交匯是這次河南大風(fēng)對流風(fēng)暴的觸發(fā)機制。Bai 等[69]通過分析多種觀測資料和高分辨率數(shù)值模擬資料, 指出 6月3日傍晚位于黃河以北平原地區(qū)的一次河南強對流系統(tǒng)的觸發(fā)是不斷有前期雷暴下沉氣流形成的間歇性陣風(fēng)鋒與伴隨氣流匯合的干線相遇, 在干線與扇狀陣風(fēng)鋒的交點處觸發(fā) DMC。

6月3日 16:00—18:00 (北京時間), 河南大部和山東大部地區(qū)的氣溫達到 30℃以上, 部分地區(qū)超過35℃。16:00, 沿河南黃河段存在一條明顯的干線,并伴隨西南風(fēng)、南風(fēng)、東南風(fēng)和東風(fēng)的輻合線(圖4(a)); 干線的北側(cè)為陣風(fēng)鋒輻合線, 由生成于山西的對流系統(tǒng)向東南移入河南北部后產(chǎn)生的東北風(fēng)與東風(fēng)形成。17:00, 北側(cè)的對流風(fēng)暴繼續(xù)向東移動和發(fā)展, 其出流邊界南壓加強, 東北風(fēng)相比于 16:00時顯著加強, 在鄭州北側(cè)與干線疊加處形成一個東北風(fēng)、西北風(fēng)、南風(fēng)和東風(fēng)的地面渦旋式匯合流場, 在可見光云圖上可觀察到已經(jīng)形成的橢圓狀對流云, 其東側(cè)存在明顯的暗影, 但此時的雷達反射率因子尚低于 30 dBZ (圖4(b))。18:00, 出流邊界繼續(xù)南壓, 其前沿已越過黃河, 雖然前沿的風(fēng)速偏小,但在鄭州北側(cè)同干線疊加處, 雷暴出流導(dǎo)致的東北風(fēng)速較 17 時明顯加強, 橢圓狀對流云發(fā)展為東西向的長條狀, 此時的雷達反射率因子達到 40 dBZ左右, 從而形成了 DMC (圖4(c)和(d))。

圖4 2009年6月3日16:00, 17:00和18:00 (北京時間)氣象觀測結(jié)果Fig.4 Observations at 16:00, 17:00 and 18:00 on June 3, 2009 (Beijing time)

上述對流發(fā)展過程表明, 雷暴出流與干線相疊加形成渦旋狀環(huán)流, 加強了近地面層的輻合抬升,從 16:00 鄭州黃河北岸無積云對流至18:00 形成深厚濕對流, 歷時一個多小時, 并非是一觸而發(fā), 這與當(dāng)時環(huán)境大氣較低的水汽含量和較高的自由對流高度相關(guān)。

3 總結(jié)和展望

本文對大氣中的對流活動進行總結(jié), 重點梳理了大氣淺薄和深厚濕對流的特征。大氣中的淺薄濕對流積云呈現(xiàn)對流胞和水平對流卷兩種形態(tài)中的哪一種, 取決于邊界層垂直風(fēng)切變強度。淺對流需要與其他機制相互作用, 才會發(fā)展成 DMC。雖然“雷暴”一詞使用很廣泛, 但 DMC 不一定產(chǎn)生雷電, 因此建議用 DMC 替換“雷暴”這個術(shù)語。強對流天氣時空尺度小, 目前難以全面監(jiān)測。

地基對流的觸發(fā)機制最為復(fù)雜, 實際的觸發(fā)機制位于邊界層, 包括邊界層輻合線、地形分布、重力波及其相互作用等。邊界層輻合抬升還會產(chǎn)生局地溫濕擾動, 加深濕層, 形成有利于 DMC 發(fā)展的區(qū)域。邊界層輻合線中, 力管環(huán)流最為復(fù)雜多樣。重力波中除大氣涌潮和地形波狀云外, 實際觀測中通常難以直觀地判識。大氣涌潮通常在密度流穿過近地面穩(wěn)定層結(jié)時產(chǎn)生, 因此是觸發(fā)夜間對流的重要機制之一。中國北方干冷氣流下山時, 在干絕熱的下沉和湍流作用下會顯著升溫, 形成干線, 因此,中國北方的冷鋒經(jīng)常與干線聯(lián)系在一起。很多 DMC的觸發(fā)是輻合線相交或相互作用, 或者不同輻合機制相互作用的結(jié)果。

盡管目前有高時空分辨率的衛(wèi)星雷達探測和地面自動站觀測, 但由于觸發(fā)機制的多樣化和復(fù)雜化,時空尺度較小, 預(yù)測和預(yù)報 DMC 的生成仍然困難。DMC 的觸發(fā)機制大多發(fā)生在邊界層內(nèi), 目前對稠密邊界層溫度、濕度和風(fēng)場的觀測還非常缺乏。因此, 中國氣象局將進一步提升風(fēng)云衛(wèi)星的探測能力,將單偏振新一代天氣雷達網(wǎng)改造成雙偏振探測, 布設(shè)風(fēng)廓線雷達、X 波段天氣雷達和地面六要素自動氣象觀測站, 以期繼續(xù)提升精密觀測能力。

未來對 DMC 觸發(fā)機制的研究需要加強以下 4個方面的工作。

1) DMC 觸發(fā)機制的氣候?qū)W研究, 既包括初生DMC 的氣候分布特征, 也包括不同環(huán)流背景和不同熱動力條件下 DMC 觸發(fā)機制的氣候?qū)W特征。

2) 開展針對 DMC 觸發(fā)過程的加密觀測試驗,尤其是邊界層大氣加密綜合觀測。

3) 開展 DMC 觸發(fā)機制的深入研究, 包括觀測研究和數(shù)值模擬敏感性試驗等, 詳細地分析不同環(huán)境條件下觸發(fā) DMC 的不同類型系統(tǒng)的精細結(jié)構(gòu)特征以及觸發(fā)過程中的熱動力條件變化等。

4) 進一步提升高時空分辨率觀測資料的同化能力, 改進數(shù)值模式的精細化預(yù)報水平, 尤其需要提升邊界層大氣的同化分析水平以及數(shù)值模式對邊界層湍流和各類中小尺度系統(tǒng)的模擬性能, 包括提升對流云的微物理過程模擬能力。